Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Основные проблемы в изучении благороднометального оруденения юго-восточной части Восточного Саяна .15
1.1. Изученность благороднометального оруденения юго-восточной части Восточного Саяна, краткий обзор состояния вопроса .15
1.1.1. Золото 15
1.1.2. Платиновые металлы .20
1.1.3. Выводы 22
1.2. Обзор современного состояния исследований золоторудных месторождений 23
1.2.1. Типизация золотого оруденения .23
1.2.2. Источники вещества золоторудных месторождений .34
1.2.3. Возрастной диапазон формирования золоторудных месторождений 35
1.3. Некоторые вопросы в изучении платинометальных месторождений 37
1.3.1. Типизация платинометального оруденения 38
1.3.2. Происхождение ЭПГ в хромитовых рудах 38
1.3.3. Нетрадиционные типы платинометального оруденения .41
Основные выводы по главе 1 44
Глава 2. Геологическое строение и металлогения золота юго-восточной части Восточного Саяна 45
2.1. Геологическое строение региона .45
2.1.1. Тувино-Монгольский микроконтинент .47
2.1.2. Офиолитовый комплекс юго-восточной части Восточного Саяна .53
2.1.3. Ильчирский террейн .61
2.1.4. Хамсаринский террейн 62
2.1.5. Интрузивный магматизм .63
2.2. Металлогеническое районирование региона 66
2.3. Обзор представлений о геодинамической эволюции юго-восточной части Восточного Саяна 72
Основные выводы по главе 2 74
Глава 3. Золотое оруденение юго-восточной части Восточного Саяна .76
3.1. Боксон-Гарганская структурно-металлогеническая зона 76
3.1.1. Урик-Китойская золоторудная зона .76
3.1.1.1 Зун-Холбинское месторождение 77
3.1.1.2. Пионерское месторождение 88
3.1.1.3. Барун-Холбинское месторождение .95
3.1.1.4. Месторождения Динамитное и Зеленое .101
3.1.1.5. Владимирское месторождение .103
3.1.1.6. Водораздельное месторождение .105
3.1.2. Ольгинская золоторудная зона 112
3.1.2.1. Рудопроявление Ольгинское 112
3.1.3. Оспинский золоторудный узел 126
3.1.3.1. Зун-Оспинское месторождение 126
3.1.3.2. Таинское месторождение .142
3.1.4. Тисса-Сархойский рудный узел 155
3.1.4.1. Рудопроявления Хорингольское и Сагангольское .155
3.1.5. Дибинский рудный узел 169
3.1.5.1. Рудопроявление Пограничное .169
3.2. Ильчирская структурно-металлогеническая зона 191
3.2.1. Сагансайрская золоторудная зона 191
3.2.1.1. Месторождение Южное, рудопроявления Саган-Сайрское, Конгломератовое .191
3.2.2. Уртагольская золоторудная зона 195
3.3. Окинская структурно-металлогеническая зона .196
3.3.1. Рудопроявление Верхнехонченское .197
3.4. Хамсаринская структурно-металлогеническая зона .201
3.4.1. Хужирский рудный узел 201
3.4.1.1. Коневинское месторождение .201
3.4.2. Жомболокский рудный узел 221
3.4.2.1. Рудопроявление Туманное .221
3.4.3. Илейский рудный узел .237
3.5. Типизация золотого оруденения юго-восточной части Восточного Саяна .237
Основные выводы по главе 3 .249
Глава 4. Платиноидное оруденение юго-восточной части Восточного Саяна 251
4.1. Платинометальное оруденение Оспинско-Китойского ультрабазитового массива 251
4.1.1. Платиноидное оруденение в хромититах 251
4.1.2. Платиноидное оруденение в углеродистых метасоматитах .260
4.1.3. Благороднометальное оруденение в апоультрабазитовых метасоматитах Оспинско-Китойского массива и его обрамления 273
4.2. Сагансайрский базит-ультрабазитовый массив .280
4.3. Хурай-Жалгинский ультрабазит-базитовый массив 284
4.4. Типизация платиноидного оруденения юго-восточной части Восточного Саяна 292
Основные выводы по главе 4 .295
Глава 5. Возрастные этапы и геодинамические обстановки процессов благороднометального рудообразования юго-восточной части Восточного Саяна 296
6.1. Неопротерозойский океанический этап 298
6.2. Неопротерозойский островодужно-обдукционный этап 300
6.3. Раннепалеозойский островодужный этап .302
6.4. Раннепалеозойский аккреционно-коллизионный (орогенный) этап 304
6.5. Позднепалеозойский внутриплитный этап .305
6.6. Основные этапы геодинамического развития региона .307
Глава 6. Условия формирования и генетические модели благороднометального оруденения .311
6.1. Условия формирования золоторудных месторождений .311
6.1.1. Золото-пирротиновый тип 311
6.1.2. Золото-полисульфидный тип 324
6.1.2.1. Зун-Оспинское месторождение 324
6.1.2.2. Водораздельное месторождение 333
6.1.2.3. Зун-Холбинское месторождение .337
6.1.3. Золото-кварцевый тип .345
6.1.3.1. Пионерское месторождение 345
6.1.3.2. Барун-Холбинское месторождение 348
6.1.4. Золото-теллуридный тип 352
6.1.4.1 Таинское месторождение 352
6.1.4.2. Хорингольское и Сагангольское проявления 358
6.1.5. Золото-висмут-сульфосольный тип 362
6.1.5.1. Рудопроявление Пограничное .362
6.1.6. Золото-тетрадимитовый тип .368
6.1.6.1. Коневинское месторождение 368
6.1.7. Золото-антимонитовый тип 372
6.1.7.1. Рудопроявление Туманное 372
6.1.8. Золото-блеклорудный тип .379
6.2. Генетические модели формирования золотого оруденения .381
6.2.1. Модель формирования метаморфогенно-гидротермальных месторождений..382
6.2.2. Модель формирования плутоногенно-гидротермальных месторождений .386
6.2.3. Происхождение месторождений телетермальной генетической группы .395
6.3. Генезис платиноидного оруденения 396
6.3.1. Pt-Ru-Ir-Os оруденение в хромитовых рудах из офиолитов 396
6.3.2. Pt-Pd оруденение в углеродистых метасоматитах 401
6.3.3. Pt минерализация в сульфидизированных серпентинитах, метабазитах и лиственитах 407
6.3.4. Au-Pt-Pd оруденение в глаукофансодержащих метабазитах 412
Основные выводы по главе 6 423
Глава 7. Оценка перспектив благороднометального оруденения юго-восточной части Восточного Саяна .425
7.1. Минерагеническая специализация породных комплексов .425
7.2. Поисковые критерии и признаки благороднометального оруденения .431
7.2.1. Поисковые критерии и признаки золотого оруденения .431
7.2.2. Поисковые критерии и признаки типов платинометального оуденения .435
Заключение 438
Список литературы .442
- Типизация золотого оруденения
- Рудопроявление Пограничное
- Основные этапы геодинамического развития региона
- Минерагеническая специализация породных комплексов
Введение к работе
Актуальность работы. Главной целью большинства научных исследований,
посвященных различным аспектам изучения благороднометальных
рудообразующих систем, является выяснение генетической природы оруденения
и его распределение во времени и пространстве. Юго-восточная часть
Восточного Саяна является благоприятной территорией для изучения процессов
благороднометального рудообразования, поскольку в её пределах сосредоточено
значительное количество месторождений и рудопроявлений золота и элементов
платиновой группы (ЭПГ), часть из которых разрабатывается в настоящее время.
Регион характеризуется сложным геологическим строением, с широким
развитием покровно-складчатых структур, в связи с чем, многие вопросы
геологии и минерагении Восточного Саяна в целом, и его юго-восточной части в
частности, остаются до настоящего времени дискуссионными. Практически все
ранее проводившиеся научные исследования, касающиеся генезиса
месторождений, были сосредоточены в пределах Холбинского рудного узла. Более поздние поисковые работы позволили выявить большое количество месторождений и рудопроявлений золота и ЭПГ практически на всей территории юго-восточной части Восточного Саяна, большинство из которых до сих пор недоизучены. Решение генетических вопросов осложнялось отсутствием достоверных данных по возрасту и физико-химическим условиям формирования руд. Минеральный и химический состав, а также изотопные характеристики руд подавляющего большинства золоторудных и платинометальных объектов региона также оставались практически не изученными. Все это определяет актуальность исследования.
Цель работы: Выявление генезиса разнотипного благороднометального оруденения юго-восточной части Восточного Саяна на основе изучения минералого-геохимических, изотопных характеристик, физико-химических условий формирования и геохронологических исследований руд золоторудных и платинометальных месторождений и рудопроявлений региона.
Задачи:
-
Изучить состав руд золоторудных и платинометальных месторождений и рудопроявлений юго-восточной части Восточного Саяна;
-
Выявить изотопно-геохимические характеристики руд и их изотопный возраст;
-
Определить физико-химические и геодинамические условия формирования оруденения;
-
Выяснить основные закономерности размещения благороднометальных объектов;
-
Установить основные возрастные этапы формирования благороднометальных рудообразующих систем в ходе развития Восточно-Саянской складчатой области.
Научная новизна. В результате проведенных исследований установлено, что золоторудные и платинометальные месторождения и рудопроявления юго-
восточной части Восточного Саяна представлены разными минеральными
типами оруденения, отличающимися по особенностям их геологического
положения, минерального и химического состава и условий формирования руд.
Многие признаки указывают на генетическую связь золото-пирротинового,
золото-полисульфидного и золото-кварцевого типов и позволяют отнести их к
генетической группе метаморфогенно-гидротермальных месторождений.
Источником рудообразующих компонентов этих объектов являются породы
офиолитового комплекса. Выявлено четыре минеральных типа плутоногенно-
гидротермальных месторождений: золото-теллуридный, золото-антимонитовый,
золото-тетрадимитовый и золото-висмут-сульфосольный, происхождение
которых связано со становлением малых интрузивов надсубдукционных
гранитоидов. Изучение геологического положения и состава проявлений
платиновых металлов позволило выявить четыре минеральных типа оруденения:
Ru-Ir-Os оруденение в хромититах, связанных с дунит-гарцбургитовым
комплексом; Pt-Pd оруденение в углеродистых метасоматитах по ультрабазитам;
Pt оруденение в сульфидизированных серпентинитах; Au-Pt-Pd оруденение в
глаукофансодержащих метабазитах. Все платиноносные объекты локализуются
в базит-ультрабазитах офиолитового комплекса Восточного Саяна. Получены
новые данные по изотопному возрасту руд и вмещающих пород, на основе чего
выделены главные возрастные этапы и геодинамические обстановки
формирования золотого и платинометального оруденения. Предложены новые
для региона геолого-генетические модели формирования метаморфогенно-
гидротермальных и плутоногенно-гидротермальных золоторудных
месторождений.
Теоретическая и практическая значимость. Представленная работа вносит вклад в развитие теории благороднометального рудообразования. В ходе проведения исследований уточнена схема металлогенического районирования юго-восточной части Восточного Саяна, определена минерагеническая специализация породных комплексов региона, специализированных на благородные металлы и выделены площади, перспективные на выявление золотого и платиноидного оруденения. Для всех типов золотого и платинометального оруденения разработаны комплексы поисковых критериев и признаков. Полученные данные по минеральному составу руд могут быть использованы при создании методик обогащения и добычи благородных металлов. Выявленные геолого-структурные особенности, состав и условия формирования месторождений позволили определить генетическую природу объектов и оценить вероятные источники рудообразующих компонентов. Полученные данные явятся теоретической основой для создания прогнозно-поисковых моделей различных вещественно-генетических типов месторождений благородных металлов. Эти знания расширяют перспективы прогнозирования и поисков месторождений благородных металлов в складчатых областях, поскольку понимание генезиса месторождения, во-первых, облегчает работу по его поискам, а во-вторых, позволяет проводить более точную геолого-
экономическую оценку и грамотную эксплуатацию месторождения. Кроме того,
результаты проведенных исследований могут служить основой для
региональных металлогенических построений и создания прогнозно-
металлогенических карт исследуемой территории.
Фактический материал и методы исследований. Исследования по теме диссертационной работы начаты автором в 1997 году и продолжаются по настоящее время. Фактическим материалом послужили данные полученные в ходе проведения полевых работ в Восточном Саяне, в периоды 1997 – 1999 гг, 2004 – 2015 гг, в составе экспедиций ГИН СО РАН, а также при выполнении хоздоговорных работ с ОАО «Сосновгео» и проведения ГДП-200 на листе N-47-XXXIV.
В ходе геологических маршрутов на объектах исследований, изучались геолого-структурные особенности строения месторождений и рудопроявлений, проводились наблюдения и описания геологических взаимоотношений рудных зон с вмещающим субстратом, отбор штуфных, бороздовых и задирковых проб, образцов руд и вмещающих пород. Пробы и образцы подвергались дроблению и истиранию по стандартной методике, с применением щековой, валковой дробилки, истирателей разных модификаций.
Вещественный состав пород и минералов исследовался в шлифах, аншлифах и препаратах концентратов искусственных шлихов, с использованием рудно-петрографических микроскопов марок Полам и Olympus BX-51. Искусственные шлихи выделялись с помощью концентрирования в воде или бромоформе. В ходе выполнения диссертационной работы автором просмотрено более 500 шлифов и более 1000 аншлифов пород и руд, использовано 200 определений изотопного состава серы, углерода и кислорода. Химико-аналитические исследования, включающие определения содержаний благородных металлов, элементов-примесей и петрогенных элементов включают более 1000 проанализированных различными методами проб. В работе использованы собственные данные по изотопным возрастам пород и руд на основе U-Pb метода (по циркону) – 10 датировок, Ar-Ar метода (по слюдам и амфиболам) – 6 датировок, Rb-Sr метода (по валовым составам березитов и гранитов) – 5 датировок, K-Ar метода – 1 датировка, а также имеющиеся датировки, опубликованные в литературе и производственных отчетах. В ходе термобарогеохимических исследований было просмотрено более 200 пластин, проведены термо-криометрические исследования около 300 флюидных включений. Электронно-зондовый анализ и электронно-микроскопические исследования минералов проводились по аншлифам, шлифам и минералам (в том числе концентратам руд), запечатанным в эпоксидную смолу. Всего проанализировано более 200 препаратов.
Определение петрогенных компонентов проводилось методами силикатного анализа в ГИН СО РАН. Содержания элементов-примесей определялись рентгено-флюоресцентным, атомно-абсорбционным анализами, методом ICP-AES в ГИН СО РАН, методом ICP-MS в ЦКП «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН (г.
Екатеринбург). Концентрации благородных металлов были определены химико-спектральным и атомно-абсорбционным методами в ГИН СО РАН, пробирным методом в Республиканском Аналитическом Центре РБ. Полный анализ на шесть ЭПГ был проведен в ЦНИГРИ: Pt, Pd и Rh – атомно-эмиссионным, Ir, Os и Ru – кинетическим методами. Химический состав минералов определялся в ГИН СО РАН, ИГМ СО РАН, ИГЕМ РАН с помощью электронно-зондовых микроанализаторов МАР-3 (ГИН СО РАН), Camebax Micro (ИГМ СО РАН), JEOL JXA-8200 (ИГЕМ РАН), а также сканирующей электронной микроскопии (SEM-EDS) на приборах LEO 1430 VP (ГИН СО РАН) и JSM-5610LV (ИГМ СО РАН). Для термобарогеохимических исследований были использованы микротермокамеры Linkam THMSG-600 с диапазоном измерений температур в интервале от -196 до +600С (ГИН СО РАН).
Определения изотопного состава O и C производились в ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ, ДВГИ ДВО РАН, г. Владивосток, ИГ КомиНЦ УрО РАН, г. Сыктывкар. Изотопный состав S определялся ДВГИ ДВО РАН, г. Владивосток, ЦНИГРИ, г. Москва, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск. Для обеспечения межлабораторного контроля, а также возможности сопоставления данных по разным объектам (и по другим регионам) исследования проведены в параллелях. Расхождения оказались в пределах ±2%.
Геохронологические исследования проводились U-Pb датированием по цирконам с помощью метода LA-ICP-MS, а также Rb-Sr изохронным (ГИН СО РАН), Ar-Ar (ИГМ СО РАН) и K-Ar (СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан) методами.
Апробация работы. Автором всего опубликовано 97 работ, из них 24 статьи в рецензируемых журналах, 1 учебно-методическое пособие. По теме диссертации опубликовано 19 статей в рецензируемых изданиях из списка ВАК, 2 статьи в научных сборниках и 64 публикации в материалах конференций и симпозиумов. Результаты исследований докладывались на всероссийских научных конференциях «Проблемы геологии и геохимии юга Сибири» (Томск, 2000), «Благородные и редкие металлы Сибири и Дальнего Востока» (Иркутск, 2005), «Актуальные проблемы рудообразования и металлогении» (Новосибирск, 2006), «Магматизм и метаморфизм в истории Земли – XI Всероссийское петрографическое совещание» (Екатеринбург, 2010), «Самородное золото: типоморфизм минеральных ассоциаций, условия образования месторождений, задачи прикладных исследований» (Москва, 2010), «Геологические процессы в обстановках субдукции, коллизии и скольжения литосферных плит» (Владивосток, 2011), «Современные проблемы магматизма и метаморфизма» (Санкт-Петербург, 2012), «Минерагения Северо-Восточной Азии» (Улан-Удэ, 2012), «Рудообразующие процессы: от генетических концепций к прогнозу и открытию новых рудных провинций и месторождений» (Москва, 2013), «Месторождения стратегических металлов: закономерности размещения, источники вещества, условия и механизмы образования» (Москва, 2015), «Современные направления развития геохимии» (Иркутск, 2017); годичном собрании РМО «Минералогия во всем пространстве сего слова: проблемы
укрепления минерально-сырьевой базы и рационального использования минерального сырья» (Санкт-Петербург, 2012); «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей» (Иркутск, 2007, Улан-Удэ, 2012, 2017); всероссийских конференциях по термобарогеохимии (Москва, 2008, Иркутск, 2014, Улан-Удэ, 2016); Молодежных научных школах «Металлогения древних и современных океанов» (Миасс, 2010, 2011, 2016); Всероссийских молодежных конференциях «Геология Западного Забайкалья», «Геология Забайкалья», «Байкальская конференция по геологии и геофизике» (Улан-Удэ, 2011, 2012, 2016, 2017); международной Школе по наукам о Земле – ISES-2010 (Одесса, Украина); международных конференциях: «Understanding the genesis of ore deposits – 12th Quadrennial IAGOD Symposium» (Москва, 2006), «Граниты и эволюция Земли» (Улан-Удэ, 2008), «Актуальные проблемы геологии, прогноза, поисков и оценки месторождений твердых полезных ископаемых – Судакские геологические чтения» (Судак, Крым, Украина, 2013), Азиатcких конференциях по флюидным включениям - ACROFI (Сиань, Китай, 2014; Мумбаи, Индия, 2016), а также в ежегодных научных сессиях ГИН СО РАН.
Защищаемые положения:
-
Золоторудные месторождения и рудопроявления юго-восточной части Восточного Саяна подразделяются на три генетические группы, включающие восемь минеральных типов золотого оруденения: 1) метаморфогенно-гидротермальную, куда входят золото-пирротиновый, золото-полисульфидный и золото-кварцевый типы оруденения, 2) плутоногенно-гидротермальную, включающую объекты золото-теллуридного, золото-тетрадимитового, золото-антимонитового и золото-висмут-сульфосольного типов, и 3) телетермальную, с проявлениями золото-блеклорудного типа.
-
Месторождения метаморфогенно-гидротермальной генетической группы возникли в результате метаморфического преобразования первичных субмаринных гидротермально-осадочных сульфидных руд, в условиях аккреционно-коллизионной тектоники. Надсубдукционный гранитоидный магматизм продуцирует месторождения плутоногенно-гидротермальной генетической группы. Телетермальные месторождения формируются в результате деятельности низкотемпературных гидротермальных систем в связи с дайковым магматизмом рифтогенной природы.
-
Выделено четыре генетических типа платинометальной минерализации, различающихся составом минеральных ассоциаций: частичное плавление и становление реститового комплекса ведёт к формированию Pt-Ru-Ir-Os минерализации в хромититах; высокотемпературный углеродистый метасоматоз вызывает обогащение ультрабазитов Pt, Pd и некогерентными элементами; при массовой серпентинизации и сопутствующей сульфидизации базит-ультрабазитов во вкрапленных сульфидных рудах накапливаются Pt и Pd; высокобарический метаморфизм и последующий диафторез базит-ультрабазитов обуславливают формирование Au-Pt-Pd минерализации.
4. Благороднометальное оруденение разных типов формировалось в течение пяти этапов геодинамической эволюции региона: (1) 1034 – 860 млн. лет (неопротерозойский океанический) – платиноносные хромититы и первичные субмаринные гидротермально-осадочные сульфидные руды. (2) 860 – 800 млн. лет (неопротерозойский островодужно-обдукционный) – золото-теллуридное оруденение в связи с островодужными гранитоидами, Pt-Pd минерализация в углеродистых метасоматитах по ультрабазитам, Pt оруденение в сульфидизированных серпентинитах. (3) 530 – 500 млн. лет (раннепалеозойский островодужный) – месторождения плутоногенно-гидротермальной генетической группы (золото-теллуридный, золото-тетрадимитовый, золото-антимонитовый минеральные типы) в связи с надсубдукционным магматизмом. (4) 500 – 420 млн. лет (раннепалеозойский аккреционно-коллизионный – орогенный) – проявления золото-висмут-сульфосольного типа в связи с коллизионным магматизмом; месторождения золото-кварцевого типа в связи с тектоническими деформациями. (5) 380 – 325 млн. лет (позднепалеозойский внутриплитный) – месторождения золото-полисульфидного типа в связи с региональными сдвиговыми деформациями, проявления золото-блеклорудного минерального типа на завершающей сдвигово-рифтогенной стадии.
Обоснование первого защищаемого положения содержится в главах 3 и 6, второго – в главе 6, третьего – в главах 4 и 6, четвертого - в главах 5 и 6.
Личный вклад автора. Автором лично проведено геологическое изучение 19 золоторудных месторождений, 3 офиолитовых базит-ультрабазитовых массивов, 5 рудопроявлений Cu, Ni и Co, содержащих платинометальную минерализацию. В ходе полевых исследований были изучены взаимоотношения рудных зон и вмещающих пород, особенности геолого-структурного положения рудных тел, отбор каменного материала, на основе которого изучены минералого-геохимические и изотопные характеристики руд, вмещающих пород и околорудных метасоматитов, определены их изотопные возраста. Автором проведена обработка и интерпретация полученных данных, имеющихся опубликованных и фондовых материалов, на основе которых выделены генетические группы и типы золотого и платинометального оруденения, определены условия формирования рудных минеральных ассоциаций, сделаны выводы о генезисе месторождений, выделены основные возрастные этапы формирования месторождений и рудопроявлений благородных металлов.
Объем и структура работы. Диссертация объемом 480 страниц состоит из введения, семи глав и заключения, включает 81 таблицу, 156 рисунков. Список литературы содержит 448 наименований.
Типизация золотого оруденения
В настоящее время существует много различных классификаций и систематик золоторудных месторождений, как применительно к конкретным регионам, так и в целом. Существующие классификации основаны на разных критериях: физико-химических условиях формирования месторождений и характерных для этих условий минеральных ассоциациях, геодинамических обстановках образования, на химическом, минеральном составе руд, составе вмещающего субстрата или околорудных метасоматитов, составе гидротермальных флюидов и др. (Вольфсон, Дружинин, 1982; Гамянин, 2001; Константинов, 1984; Константинов и др., 2000; Сазонов и др., 2001; Линдгрен, 1934; Мельников, 1984; Моисеенко, 1977; Некрасов Е. М., 1988; Некрасов И. Я., 1991; Петровская, 1973; Прокофьев, 2000; Сафонов, 1997; Хомич, Борискина, 2011; Шнейдерхен, 1958; Gebre-Mariam et al., 1995; Goldfarb et al., 2001, 2005; Groves et al., 1998 и др.).
Известная в настоящее время типизация золоторудных месторождений основана на разных принципах и критериях. Каждая классификация имеет свои достоинства и недостатки, так, например, рудно-формационные и генетические классификации зачастую не учитывают особенностей вещественного состава руд, возраста и геодинамических условий формирования месторождений; геохимические и морфологические классификации не учитывают генетических особенностей оруденения; классификации, основанные на геодинамических обстановках формирования оруденения, не всегда учитывают характер связи оруденения с вмещающим субстратом. Большинство золоторудных месторождений находятся в пространственной связи с зонами тектонических нарушений разного ранга и происхождения, следовательно, геолого-структурные особенности локализации оруденения также не могут являться универсальными классификационными критериями. Некоторые золотоносные рудные объекты (к примеру, золотосодержащие месторождения других металлов) вообще выпадают из предложенных классификаций, либо классифицируются как нетрадиционные типы (Коробейников, 1999).
Одна из первых классификаций рудных, в том числе, золоторудных, месторождений предложена В. Линдгреном в начале XX в. (Линдгрен, 1935). Основным классификационным критерием в ней является глубина и, соответственно, температура и давление образования месторождений, которые, в результате, подразделяются на гипотермальные, мезотермальные и эпитермальные. В совокупности с другими классификационными критериями, такое разделение месторождений используется и в настоящее время, в особенности, в зарубежной литературе.
В отечественной геологии, генетические классификации рудных месторождений также разрабатывались с начала XX века (Обручев, 1934), которые позднее были усовершенствованы и опубликованы в трудах В. И. Смирнова и др. (Рудные месторождения СССР, 1978). В качестве основного критерия типизации золоторудных месторождений применяется рудно-формационный признак, где выделяются главные рудные формации – золото-кварцевая, золото-сульфидно-кварцевая, золото-сульфидная (Шер, 1972). Глубина формирования, в дополнении с рудно-формационными и минералого-геохимическими критериями использована в классификации Н. В. Петровской, где отдельно выделены формации глубинности месторождений (больших, средних и малых глубин) и формации руд – малосульфидная, умеренно-сульфидная, убогосульфидная (Петровская, 1973). Выделенные формации подразделены на минералого-геохимические типы. В то же время, в этой классификации не в полной мере учитываются генетические особенности месторождений, в частности, характер связи оруденения с магматическими образованиями, либо с тектоническими процессами. В классической монографии «Рудные месторождения СССР» вышедшей под редакцией В. И. Смирнова (1978) для типизации эндогенных золоторудных месторождений также применен формационный подход, где выделено четыре главных рудных формации: золото-кварцевая, золото-кварц-сульфидная, золото-сульфидная и золото-серебряная, разделяющиеся также и по глубинности на близповерхностные, среднеглубинные и глубинные. Широко применяется геолого-генетическая классификация гидротермальных золоторудных месторождений, где критериями разделения типов оруденения являются геологическое положение, генезис и вещественный состав руд (Сафонов, 1997). В монографии И. Я. Некрасова (Некрасов, 1991) приведена минералого-геохимическая классификация месторождений, где все эндогенные золоторудные и золотосодержащие месторождения разделены на классы, геохимические формации и минеральные типы.
В связи с новой схемой металлогенического районирования на основе положений тектоники литосферных плит, применяется классификация месторождений, основанная на геодинамических обстановках формирования золотого оруденения (Сазонов и др., 2001). Однако в пределах одной геодинамической обстановки могут формироваться разные по составу месторождения, что не позволяет считать такую классификацию универсальной. Существует классификация, основанная на составе рудообразующих флюидов, формировавших гидротермальные месторождения золота (Прокофьев, 2000), но для разделения на типы в этом случае требуется проведение трудоемких и не всегда возможных, из-за отсутствия крупных флюидных включений, термобарогеохимических исследований.
Несмотря на некоторое несоответствие применяемых классификационных критериев, наиболее распространена в мировой литературе классификация, согласно которой золоторудные месторождения, подразделяются на типы по совокупности признаков – состав руд, условия формирования, связь с магматизмом и вмещающими породами, однако главным критерием разделения на типы является тектоническая или геодинамическая обстановка формирования месторождения (рис.1.1.) (Сафонов 1997; Gebre-Mariam et al., 1995; Groves et al., 1998; Goldfarb, 2005; Lang, Baker, 2001; Sillitoe, 1991; White, Hedenquist, 1995). В результате, все золоторудные месторождения разделены на следующие типы:
1. Орогенные;
2. Связанные с интрузиями (intrusion-related), объединяющие, в том числе, порфировые и скарновые месторождения;
3. Эпитермальные;
4. Связанные с осадочными породами (sediment rock-hosted) – тип Карлин;
5. Колчеданные гидротермально-осадочные – тип VMS (вулканогенные массивные сульфидные);
6. Отдельно выделяются уникальные золотоносные конгломераты Витватерсранда. Каждый из выделенных типов месторождений подразделяется в свою очередь на достаточно большое количество подтипов.
Месторождения наиболее крупного орогенного типа подразделяются на гипо-, мезо и эпитермальные согласно Р-Т условиям их формирования. Появление таких месторождений связывается с аккреционно-коллизионными процессами на конвергентных границах плит. Само понятие «орогенные золоторудные месторождения» появилось в обиходе сравнительно недавно, в основном стараниями ведущих зарубежных исследователей (Groves et al., 1998). Под «орогенными золоторудными месторождениями» в настоящее время понимаются объекты, происхождение которых связано с процессами орогенеза при аккреционно-коллизионных событиях, в обстановках сжатия или скольжения на границах океанических (аккреционные орогены) или континентальных (коллизионные орогены) плит. Орогенные месторождения образуются в широком диапазоне физико-химических условий, объединяя гипотермальные и мезотермальные месторождения согласно классификации В. Линдгрена (1934). Такие месторождения преимущественно кварцевожильные, по глубине формирования они подразделяются на гипозональные ( 12 км), мезозональные (6 – 12 км) и эпизональные ( 6 км). Их характерной особенностью является приуроченность к структурам сжатия и сдвига, отчетливый структурный контроль и полиметаллический состав оруденения, непосредственная связь с тектоническими аккреционно-коллизионными процессами, вызывающими появление метаморфогенных гидротермальных растворов (Groves, 1998; Phillips, Powell, 2010). В настоящее время, большое количество золоторудных месторождений мира отнесено к орогенному типу (Горячев, 2014; Groves et al., 2003; Goldfarb et al., 2014; Kouhestani et al., 2014). По времени формирования, орогенные месторождения охватывают интервал в более чем 3 млрд. лет, от раннего докембрия, до четвертичного периода (Goldfarb et al., 2001, 2014).
Рудопроявление Пограничное
В геологическом строении рудопроявления принимают участие среднепалеозойские гранитоиды сархойского комплекса, вулканогенно-осадочная сероцветная формация (дибинская свита), вулканогенные образования среднего–кислого состава сархойской серии, а также, карбонатная формация нижнего-среднего палеозоя (мангатгольская свита) и формация неогеновых оливиновых базальтов (рис. 3.50).
Рудовмещающие гранитоиды представлены среднезернистыми двуполевошпатовыми биотитовыми гранитами. Внешне для них характерны меланократовые и лейкократовые разновидности, серого и светло-серого цвета. Структура пород гипидиоморфнозернистая, нередко порфировидная. Текстура пород однородная, массивная. Количественный минеральный состав пород весьма устойчив: кварц – 23-25%, плагиоклаз – 30-35%, калинатровый полевой шпат – 5-10%, биотит – 18-20%. Вторичные минералы представлены эпидотом и серицитом. Кварц образует зерна неправильной формы, размеры зерен от сотых долей мм. до 0,8 – 1 мм. Плагиоклаз распространен в породе равномерно, чаще всего имеет вид идиоморфных короткотаблитчатых и удлиненно-призматических отчетливо зональных зерен, размером от 0,1 – 0,5 до 0,8 – 1 мм. Калиевый полевой шпат представлен решетчатым микроклином. Биотит образует широкие и узкие пластинки, характерно кучное распределение зерен.
В приконтактовых частях гранитных массивов, типичные среднезернистые граниты сменяются гранит-порфирами, с порфировыми выделениями кварца. Это светло-серые, среднезернистые породы, сложенные в разной степени измененным плагиоклазом, с переменным количеством кварца (30-40 об. %), заполняющего пространство между зернами плагиоклаза, и незначительного количества темноцветов (5-10 об. %). Гранит-порфиры, как правило, ожелезнены, вследствие чего имеют бурую поверхность. В непосредственном контакте, залегает зона аплитов, мощностью около 1 метра.
Гранитоиды проявления Пограничное по химическому составу отвечают лейкогранитам (SiO2 = 75.6 – 78.4 мас.%) (табл. 3.14). Породы имеют натрий-калиевую специализацию, отношения K/Na варьируют в пределах 1.11 – 2.31, среднее – 1.40.
Наиболее измененные (грейзенизированные) разности содержат минимальные концентрации Na2O (0.07 – 0.1 мас.%). Коэффициент агпаитности относительно высок, в большинстве случаев имеет значения в пределах 61.99 – 70.3%, при среднем значении 63%. Породы характеризуются содержаниями LILE и HFSE сопоставимыми с составом верхней коры, что видно на спайдер-диаграмме (рис. 3.51). Однако характер распределения осложнен некоторыми аномалиями. Характерны контрастные отрицательные аномалии по Ba, Sr и Eu и положительные по Th, U и Pb. Такое распределение практически противоположно распределению элементов в островодужных гранитах.
На спектрах распределения РЗЭ, гранитоиды имеют отчетливый Eu минимум, обогащение легкими РЗЭ (рис. 3.52). La/Ybn отношение варьирует в пределах 8.9 – 11.8. Подобные спектры распределения характерны для коллизионных гранитоидов Восточной Тувы (Руднев, 2013). На дискриминационных диаграммах Пирса (Rb – Y+Nb) точки составов изученных пород попадают в поле постколлизионных гранитов (см. рис. 3.38).
Учитывая их петрогеохимические характеристики гранитоиды отнесены к коллизионным. Поскольку во многих пробах гранитов фиксируются значимые примеси рудообразующих элементов, таких как As, Sb, Cu, Zn, Pb, Mo и др., то предполагается их первичная обогащенность рудным веществом. Для оценки рудообразующего потенциала и выявления связи золото-висмутового оруденения с гранитоидным магматизмом, было проведено электронно-микроскопическое изучение ассоциаций акцессорных минералов гранитов. Как известно, формирование акцессорной минерализации в гранитоидах происходит в течение всего периода становления материнского плутона, от кристаллизации до полного остывания, т.е. в интервале температур от более чем 700С до 200С. В связи с этим в составе акцессориев могут формироваться и относительно низкотемпературные минералы, например пирит, арсенопирит и др.
Для проведения исследований была выбрана проба наиболее «чистых» гранитов, не подверженных вторичным изменениям. Акцессорные минералы были выделены гравитационным способом и упакованы в препарат для исследований. В составе концентрата присутствуют пирит, циркон, апатит, арсенопирит, единичные зерна галенита, шеелита, барита, ильменита. При электронно-микроскопических исследованиях, в виде микровключений была обнаружена целая гамма рудных минералов. Однако в связи с субмикронными размерами включений, микрозондовые анализы проводились в большинстве случаев качественно, хотя при наличии относительно крупных включений и количественно.
Относительно большим распространением пользуются микровключения теллуридных минералов (петцит, калаверит, алтаит) в пирите. Такие включения имеют округлую, неправильную и изометричную формы и размеры примерно до 4 мкм (рис. 3.53, А, Б).
Наряду с теллуридами, в пирите в виде подобных микровключений и микропрожилков установлены галенит и самородное золото (рис. 3.53, В, Г). Золото среднепробное (885 – 891). Из примесей фиксируется Fe, но возможно, оно было захвачено в процессе анализа из вмещающего пирита. В галените также фиксируется примесь Fe.
Арсенопирит присутствует в относительно небольшом количестве, слагает таблитчатые кристаллы. Местами содержит мельчайшие каплевидные выделения рутила. Отношение S/As в минералах варьирует от 1.12 до 1.14, примесей не установлено.
В одном случае обнаружено выделение самородного Bi, размером около 2 мкм на краю зерна ильменита.
В цирконе и апатите были установлены включения самородного Ag и аргентита соответственно (рис. 3.53, Д, Е). Размеры выделений достигают 8 – 9 мкм. Кроме самородного Ag в цирконе обнаружено включение молибденита (рис. 3.53, Ж). В агрегате окисленного циркона (?) установлен минерал U (по-видимому, оксид) с примесями Са, Fe, Y, Pb, Th. Обнаружено также срастание рутила, фергусонита и кварца (рис. 3.53, З).
Такой необычный состав микровключений в акцессорных минералах, в частности наличие минералов золота и серебра свидетельствует о специализации гранитоидов на золотое оруденение. Микровключения золота часто отмечаются в акцессорных минералах гранитов, где золото обособляется совместно с сульфидно-оксидной фазой расплава (Некрасов, 1991), что связано с экстракцией благородных металлов акцессорными сульфидами и оксидами из расплава. Здесь же следует сказать, что в целом растворимость золота в расплавах кислого состава не меньше, а зачастую (например, при гибридизации) и больше чем в расплавах основного состава, что установлено экспериментальными работами А. Г. Миронова и др. (1989). В составе расплава в рудообразующую систему привносятся также теллур и висмут, что выражается в появлении зерен самородного Bi и наличии золото-теллуридной ассоциации в пирите, однако вследствие высокотемпературных условий рудообразования, теллуридная ассоциация нестабильна и в рудах не отлагается.
В заключение следует отметить, что проанализирован был концентрат акцессорных минералов лишь из одной пробы гранитов. При последующих исследованиях возможно расширение гаммы рудных минералов в составе акцессорных парагенезисов. К примеру, на золото-висмутовых месторождениях Северо-востока России, состав акцессорных минеральных ассоциаций рудовмещающих гранитоидов, где установлены такие минералы как арсенопирит, теллуровисмутит, леллингит, самородный висмут и др., в большой степени соответствует минеральному составу самих руд (Гамянин и др., 2003).
Результаты Rb-Sr датирования гранитов, показали варьирующие значения абсолютного возраста: по минеральным изохронам (вал-биотит) от 316 до 363 млн. лет, по валовым составам гранитов - 440 - 525 млн. лет. Проведенное U-Pb датирование циркона из гранитов, вмещающих золотое оруденение показало значение возраста 497.8 млн. лет (рис. 3.54). К-Ar датировка мусковита из околожильных грейзенизированных гранитов имеет значение в 537±11 млн лет. Такой возраст метасоматитов, с учетом разброса данных, свидетельствует о близодновременном образовании гранитоидов и оруденения.
Основные этапы геодинамического развития региона
Исходя из полученных данных, основные этапы геодинамической эволюции юго-восточной части Восточного Саяна и место в ней благороднометального оруденения представляются следующим образом: 1100 – 800 млн лет – Дунжугурская островная дуга. В период более 1034 млн. лет произошло раскрытие Палеоазиатского океана, в пределах которого сформировалась Дунжугурская энсиматическая островная дуга, существовавшая до 800 млн. лет (см. рис. 5.2). Этап заканчивается коллизией Дунжугурской дуги с Гарганским континентальным блоком, сопровождавшейся обдукцией офиолитов Ильчирского и Боксон-Харанурского поясов, содержащих фрагменты островодужных гранитоидов с возрастом около 850 млн. лет. На заключительной стадии существования островодужной системы, произошло внедрение гранитоидов ТТГ-серии сумсунурского интрузивного комплекса с возрастом 790 млн. лет.
На океаническом этапе развития региона формируется первичное платинометальное оруденение в связи хромититами из верхнемантийных ультрабазитов. Дальнейшая эволюция благороднометальных рудообразующих систем связана с возникновением и развитием Дунжугурской островной дуги, в ходе которого происходила углеродизация ультрабазитов с формированием Pt-Pd минерализации, а также трансформация первичных мантийных парагенезисов ЭПГ Ru-Ir-Os состава с формированием сульфидов, сульфоарсенидов и арсенидов платиновых металлов. В зонах задугового спрединга формируются гидротермально-осадочные сульфидные руды. В этот же период происходило внедрение надсубдукционных оствроводужных гранитоидов, продуцирующих оруденение золото-теллуридного минерального типа.
На рубеже около 800 млн. лет назад произошла обдукция «Дунжугурских» офиолитов на Гарганский континентальный блок. Процессы обдукции сопровождались массовой серпентинизацией ультрабазитов и формированием Pt минерализации в зонах сульфидизации серпентинитов.
800 – 500 млн. лет – Шишхидская островная дуга и Сархойская активная континентальная окраина (см. рис.5.3). Около 800 млн. лет назад, в северной (в современных координатах) части региона была сформирована Шишхидская островная дуга, в ходе эволюции которой формировались надсубдукционные офиолиты Бельско-Дугдинского и Шишхидского поясов. В пределах этой островодужной системы формировалась Окинская акрреционная призма, в составе породных комплексов которой присутствовали эксгумированные из зоны субдукции блоки метаморфизованных офиолитов, содержащие Au-Pt-Pd минерализацию.
В это же время, после аккреции Дунжугурской островной дуги и обдукции ранних офиолитов, сформировалась Сархойская активная континентальная окраина Тувино-Монгольского микроконтинента, продукты которой в настоящее время представлены метаэффузивами сархойской серии. В ходе развития Сархойской активной окраины происходило внедрение надсубдукционных гранитоидов. Дальнейшее закрытие палеоокеанического бассейна и начальные этапы аккреционно-коллизионных событий привели к появлению коллизионных гранитов. С надсубдукционными и коллизионными гранитоидами, формировавшимися в промежутке 530 – 500 млн. лет, связано появление золото-теллуридного, золото-тетрадимитового, золото-антимонитового и золото-висмут-сульфосольного минеральных типов, относящихся к генетической группе плутоногенно-гидротермальных золоторудных месторождений.
500 – 420 млн. лет – аккреционно-коллизионный (орогенный) этап. В этот период времени произошла аккреция Тувино-Монгольского микроконтинента с Сибирским кратоном, в результате чего в регионе происходило развитие аккреционно-коллизионных процессов орогенеза и формирование покровно-складчатой структуры. В интервале 465 – 420 млн. лет происходит формирование зон тектонических деформаций (меланжа, сдвига и др.), в которых формируются месторождения золото-кварцевого и и ранние ассоциации месторождений золото-полисульфидного типов в результате метаморфогенно-гидротермального перераспределения и концентрации рудообразующих компонентов за счет фрагментов океанической коры, содержащих первичные сульфидные руды, и пород архейского фундамента, обладающих повышенной золотоносностью. В ряде случаев отмечается наличие реликтов первичных гидротермально-осадочных золотоносных образований, сформированных на океанической стадии развития региона. В дальнейшем, в регионе устанавливается континентальный режим.
420 – 300 млн. лет – внутриплитный этап. Этап характеризуется широким развитием крупноамплитудных сдвиговых деформаций по всему Центрально-Азиатскому складчатому поясу. Ранняя стадия (380 – 350 млн. лет) связана со столкновением Сибирского континента с Казахстано-Байкальским и формированием единого Северо Азиатского континента. Позднее произошло столкновение новообразованного Северо Азиатского континента с Восточно-Европейским, в результате чего южное обрамление Сибирского кратона и весь Казахстано-Байкальский составной континент были разделены сдвигами и сопряженными надвигами на множество террейнов, формирующих современную тектоническую структуру Центрально-Азиатского складчатого пояса. На этой стадии, в связи со сдвиговыми деформациями происходит формирование минерализованных зон золото-полисульфидных месторождений в связи с перераспределением компонентов ранних рудных ассоциаций, под влиянием динамометаморфических процессов.
На поздней стадии проявлены процессы внутриконтинентального рифтогенеза и дайковый магматизм (холбинский комплекс), обусловленные влиянием мантийного плюма, и инициирующие формирование мелких месторождений золото-блеклорудного минерального типа.
Минерагеническая специализация породных комплексов
Юго-восточная часть Восточного Саяна является относительно крупным золотоносным регионом, где известно большое количество золоторудных зон, узлов и рудных полей. В то же время, промышленно отрабатывается в настоящее время только одно – Зун-Холбинское месторождение, запасы которого постепенно иссякают. Поисково-разведочные работы ведутся на ряде объектов, большинство из которых входит в пределы Холбинского рудного узла. Отработка Коневинского месторождения, расположенного в западной части исследуемого региона (Хужирский рудный узел), приостановлена. Таким образом, ресурсный потенциал золотого оруденения региона связывается в настоящее время с наиболее изученным Холбинским рудным узлом, включающим Зун-Холбинское и окружающие его золоторудные объекты (Барун-Холбинское, Пионерское, Самартинское, Владимирское и др. месторождения). Тогда как остальная (большая) часть региона не оценена на предмет промышленной золотоносности, хотя известны многочисленные перспективные рудопроявления. Слабая в целом геологическая изученность региона связана и с труднодоступностью многих объектов.
Полученные в ходе проведенных исследований результаты позволяют уточнить особенности распределения благороднометальных объектов на территории юго-восточной части Восточного Саяна.
В первую очередь следует рассмотреть породы офиолитового комплекса. Реститовые ультрабазиты характеризуются наличием платиноносных хромититов, слагающих жильно-прожилковые зоны и тела, а также зоны шлирово-вкрапленной минерализации, приуроченные преимущественно к прослоям дунитового состава среди первичных ультраосновных пород. Наибольшее распространение зоны хромитовой минерализации получили в пределах Оспинско-Китойского ультрабазитового массива (покрова), что позволяет выделить этот массив как перспективный на платиноидно хромитовое оруденение. В пределах этого же массива, а также в его западном продолжении распространены зоны гидротермальной сульфидной Ni-Cu-Co минерализации в серпентинитах из краевых частей массива и эндоконтактовых зон автокластического серпентинитового меланжа, а также в измененных ультрабазит-базитах кумулятивного комплекса офиолитовой ассоциации. Эти сульфидные проявления в настоящее время не имеют промышленной значимости на Ni, Cu и Co вследствие низких концентраций этих элементов, однако содержат повышенные концентрации Pt и могут быть выделены в качестве нетрадиционного типа гидротермального Pt-Ni-Cu-Co оруденения. Наряду с наличием вкрапленных сульфидных руд, офиолитовые ультрабазиты Оспинско-Китойского массива характеризуются широким распространением зон углеродизации, содержащих Pt-Pd минерализацию и большое разнообразие минералов некогерентных элементов. Подобные зоны углеродизации известны и на ряде других массивов реститовых ультрабазитов (Улан-Сарьдаг, Ехэ-Шигнинский), но имеют там крайне ограниченное распространение.
Реститовые ультрабазиты наиболее распространены в пределах двух офиолитовых поясов – Ильчирском и Боксон-Харанурском, где максимальный объем пород реститового комплекса приходится на Оспинско-Китойский ультрабазитовый массив (покров). Бельско-Дугдинский офиолитовый пояс сложен только мелкими телами серпентинитов, без известных проявлений сульфидной или хромитовой минерализации. Следовательно, наиболее перспективным на обнаружение ЭПГ минерализации является Оспинско-Китойский массив, а также Ильчирский и Боксон-Харанурский офиолитовые пояса, обозначенные на прогнозно-металлогенической карте (рис. 7.1) под номером I.
В составе верхней вулканогенно-осадочной составляющей офиолитового комплекса в регионе известны многочисленные проявления колчеданных существенно пирротиновых руд, содержащих золотое оруденение и выделенных в качестве золото-пирротинового минерального типа. Эти объекты отнесены к метаморфогенно-гидротермальному генетическому типу и пространственно совмещены с выходами офиолитов. Чаще всего сланцы, вмещающие золото-пирротиновое оруденение, залегают в подошвах офиолитовых пластин. Области распространения золото-пирротиновых руд совпадают с выходами пород офиолитовой ассоциации и выделены на карте под номером II (см. рис. 7.1). Такие руды известны только в пределах Ильчирского и Боксон-Харанурского поясов, тогда как в третьем, Бельско-Дугдинском поясе, сульфидные проявления в настоящее время не установлены. Таким образом, перспективными на обнаружение золотого оруденения метаморфогенно-гидротермального генетического типа являются сланцевые толщи, ассоциирующие с офиолитами и представляющие собой палеоокеанические гидротермально-осадочные отложения с реликтами древних сульфидных построек.
С выходами офиолитов, а также с участками сочленения офиолитовых пород с комплексами основания Тувино-Монгольского микроконтинента пространственно связаны месторождения золото-кварцевого и золото-полисульфидного минеральных типов. Размещение этих месторождений контролируется мощными зонами милонитизации, меланжа или дробления, в составе которых преобладают как фрагменты офиолитов (всех членов офиолитовой ассоциации), так и пород фундамента (гнейсограниты) микроконтинента, в меньшем количестве присутствуют породы чехла (карбонатно-сланцевые отложения), а также сближенные с этими зонами гранитоиды.
Определения возраста оруденения показывают, что его формирование эпигенетично по отношению к вмещающему субстрату. Однако постоянная пространственная ассоциация месторождений с перечисленными литокомплексами, в особенности, с офиолитами, а также термобарогеохимические и изотопные результаты исследований, свидетельствуют о том, что офиолиты, содержащие тела сульфидных руд, явились источниками рудообразующих компонентов, а формирование месторождений обусловлено перераспределением компонентов в ходе тектонических деформаций этих первично золотоносных пород.
Наиболее золотоносным и промышленно-значимым участком региона является восточное обрамление Гарганской глыбы, где сосредоточены самые крупные золоторудные объекты. В этом районе наиболее распространены участки сдвигово надвиговых тектонических деформаций. Хотя более мелкие золоторудные проявления известны на всей площади Гарганской глыбы, а также в западном её обрамлении. Кроме того в западном окончании Боксон-Харанурского офиолитового пояса известен ряд золоторудных проявлений, локализованных непосредственно среди выходов офиолитовых пород, наиболее крупным из которых является Ондольтойское. В итоге, областью, перспективной на выявление золоторудных месторождений метаморфогенно гидротермального генезиса, является вся площадь выходов офиолитов Боксон-Харанурского и Ильчирского поясов, а также вся Гарганская «глыба» с её восточным и западным обрамлением. Данная площадь выделена под номером III (см. рис. 7.1) и в металлогеническом отношении соответствует восточной части Боксон-Гарганской структурно металлогенической зоны, включающей в себя Урик-Китойскую золоторудную зону и Оспинский рудный узел. Здесь следует отметить, что метаморфогенно-гидротермальных золоторудных месторождений в области развития офиолитов Бельско-Дугдинского пояса не обнаружено, что коррелирует с отсутствием фрагментов субмаринных сульфидных руд. В итоге наиболее перспективными участками на выявление золоторудных месторождений метаморфогенно-гидротермального типа являются крупные зоны тектонических деформаций, развивающиеся по породам офиолитового комплекса, содержащим фрагменты первичных гидротермально-осадочных сульфидных руд, а также тектониты по породам фундамента микроконтинента, в особенности, вблизи выходов офиолитов.
Возможными участками развития золотого оруденения плутоногенно гидротермального генезиса являются, в первую очередь, поля распространения надсубдукционных гранитоидов. В формировании золотоносных островодужных гранитоидов фиксируется два возрастных рубежа – 850 млн. лет и 530 млн. лет, характеризующие магматизм Дунжугурской островной дуги и Сархойской активной окраины соответственно. Эти гранитоиды продуцируют золото-теллуридный тип оруденения.